第二章海水的化学组成
第1节引言
第2节海洋的形成
一、宇宙的形成 距今约140亿年前，一个比针尖还小的点发生大爆炸，宇宙从此诞生（伽莫夫，1948）。
物质粒子摆脱了能量的束缚，开始自发地排列起来形成现在的宇宙。
二、太阳的形成 距近约50亿年前，一快由气体和尘埃组成的巨大烟云在万有引力的重压下崩塌瓦解。
由于原子核发生熔化，使得云团中心处的温度变得非常高，密度也很大，太阳由此形成。
1 三、地球的形成 z太阳的引力开始对星云的其余部分产生吸引，随着太阳的逐渐增大，引力越来越强，直到除了零星碎片和部分气体，因为距离遥远和游移速度极快而保持孤立外，其余都被控制，各布其位。
最后，这些粒子和气体凝聚在一起，各星球包括地球就形成了 z地球形成初期，是一个炽热的火球，温度高达5000°
C，同时不断地经受数百万颗陨石的冲击。
地球形成初期是一个炽热的火球
三、地球的形成 z地球燃烧了100万年后才逐渐冷却，质量较大的铁、镍等金属物质在地心处沉积下来，形成一个灼热的、直径3000多公里的地核。
质量较轻的矿物质则不断上升，形成厚约3000多公里的地壳。
z地球形成的时间：距今46亿年z地球形成时间的证据：古老的矿物结晶体—锆石, 测定年代为44亿年前。
四、月亮的形成 年轻的地球与一个火星大小的、高速运动的星体发生碰撞，冲击力将地球表层掀掉一大块。
这块被剥离的熔岩状星体外壳溅落到太空中，绕着地球的轨道飞行。
10亿年后才被地球引力揉成一个小星球，即为月球。
证据：在月球上发现地球的星体残片以及其他来自地球的物质。
五、海洋的形成 z地球形成初期，火山活动持续不断，底下熔融的岩浆从地表爆发出来，释放出CO2、N2、CH4、H2和水蒸汽，此为地球的脱气作用。
z约40亿年前，大气层中以水蒸气、CO2为主，随着地球的继续冷却，聚集在大气中的水蒸气转化为一场持续几百万年的滂沱大雨，加上带有冰的彗星不断地落在地球上。
水蒸气的冷凝及冰的融化形成液态水，水累积在低洼地带，形成海洋。
z海洋形成时间：38亿年前。
2 地球的演化历史 第3节海水的化学组成
1、水的特殊性质及其意义海水中含量最多的元素是氢和氧(水)
（1）异常高的冰点与沸点，导致其高的热容量：水所具有的高热容量对于维持地球的气候与生命具有重要意义。
夏天的时候，热被储存在海洋中，而到冬天的时候再将其辐射回大气，由此使地球的气候较为舒适。
这也是为何沿海地区夏天没有内陆地区来得热，而冬天没有内陆地区来得冷的原因。
水分子具有异常高的熔点和沸点
（2）异常的密度变化： 对于中纬度地区水中生物的生存具有重要意义。
当冬季接近的时候，表层水变冷，密度的增加导致这些水往深层下沉。
此过程不断连续进行直至水温降低至4°C以下，在更低温度的时候，进一步的冷却使水的密度降低，此时下沉停止了。
如果气温达到0°
C，冰首先在表层形成，并成为下覆水体与大气冷却的屏障，延缓深层水的结冰。
因此，结冰是从表层往下进行的。
这也就保护了水中鱼类等生物免于被冻死。
水密度随温度的变化
3
（3）水是极好的溶剂 NaCl在水中的溶解
（4）水中盐分的增加导致冰点的降低以及达到最大密度的温度降低 冰点与最大密度温度与盐度的关系
（5）水中盐分的增加导致渗透压增加 水中的高离子浓度使海水较纯水具有高的渗透压。
渗透压的差异会导致水分子跨越半透膜从低盐区域向高盐区域扩散，当两边盐浓度相同时，水的净扩散就停止了。
最典型的天然半透膜就是细胞膜，许多海洋生物细胞内体液的盐含量与海水是接近的，这就是他们几乎不用耗费多的能量来维持体内与海水之间的盐浓度平衡。
哺乳动物血液中的盐浓度与海水也是接近的（3.5%wt/v），这并不奇怪，因为生物看来是在海洋中演化起来的。
第3节海水的化学组成
一、原始海水的化学组成 z自地球上海洋形成起，就进行着蒸发—冷凝构成的水循环。
水对其接触的岩石进行风化，岩石变成了碎屑，元素溶于水中，由此形成了海水。
z海水中的大多数阳离子组分由此而来。
通过海洋中发生的各种过程，海水生成沉淀物和成岩作用等。
z原始海水组成可视为由0.3MHCl溶液与岩石接触，溶解Ca、Mg、
K、Na、Fe、Al等元素，中和后，Fe、Al等以氢氧化物沉淀，把无机物和有机物沉积到海底
4 30亿年前海水化学组成与现代海水的比较 年代 Mg2+ Ca2+ Na+ K+ （%） 30亿年前海水13~2423~2930~47 17 现代海水 10.7 3.2 83.1 3.0 z30亿年前的海水，其K浓度比现代海水来得高，而Na浓度比现代海水来得低。
原因在于：玄武岩与HCl作用生成黏土矿物，它们与海水发生Na+和K+、H+的交换反应，结果是不仅使海水的pH‾
8，而且K+被黏土矿物吸附，而水中Na+浓度升高。
z30亿年前的海水，其Mg、Ca浓度比现代海水来得高。
原因在于：海水变 成中性后，大气CO2进入海水并开始有CaCO3沉淀形成，Mg同时也发生共沉淀，结果海水中的Mg、Ca浓度逐渐降低。
z海水中的许多阴离子，如
F、Cl、Br、
I、S、As等，它们在海水中的含量远 比从岩石溶出的要多，可能是火山、海底热液等输入的缘故。
二、海水化学组成的变迁 海水化学组成至少在几亿年内基本恒定，证据包括：
z贝壳的Sr/Ca比看，2‾6亿年前海水的主要元素和Sr/Ca比与现代海水相近；z寒武纪的沉积物看，可能20亿年前海水中主要化学组分浓度与现代相近。
三、现代海水的化学组成
1、元素存在形态 海洋物质：
（1）颗粒物质：由海洋生物碎屑等形成的颗粒有机 物和各种矿物所构成的颗粒无机物；
（2）胶体物质：多糖、蛋白质等构成的胶体有机物 和Fe、Al等无机胶体；
（3）气体：保守性气体（N2、Ar、Xe）和非保守气 体（O2、CO2）；
（4）真正溶解物质：溶解于海水中的无机离子和分子 以及小分子量的有机分子。
海洋物质的粒径区分标准 类别颗粒物质 胶体溶解物质 颗粒粒径（μm）≥0.1 0.001~0.1≤0.001 实际工作中，一般以孔径为0.4μm的滤膜过滤海水，被滤膜截留的称为颗粒物，通过滤膜的称为溶解物质，其中包含了胶体物质（操作性定义）。
5 各种物质粒径大小及对应的分离方法
2、海水的元素组成
（1）常量元素：大于0.05mmol/kg，有11种阳离子：Na+、K+、Ca2+、Mg2+、Sr2+阴离子：Cl-、SO42-、Br-、HCO3-(CO32-)、F-（Si例外）分子：HBO3以上占海水总盐分的99%。
（2）微量元素：0.05~50μmol/kg
（3）痕量元素：0.05~50nmol/kg和<50pmol/kg
（4）营养盐：
N、P、Si（主要营养盐）、Mn、Fe、Cu、Zn （微量营养盐）等,它们与海洋生物生长密切相关
（5）溶解气体：O2、CO2、N2、惰性气体等。
（6）有机物质 海水化学组成（以浓度高低排序） 类别常量离子微量离子 气体 营养盐 痕量金属 溶解有机物质胶体 颗粒物质 例子 浓度范围 Cl-、Na+、Mg2+、SO42-、Ca2+、K+HCO3-、Br-、Sr2+、F- N2、O2、Ar、CO2、N2O、(CH3)2S、H2S、H2、CH4 NO3-、NO2-、NH4+、PO43-、H4SiO4Ni、Li、Fe、Mn、Zn、Pb、Cu、 Co、
U、Hg mMμMnM~mMμM<0.05μ
M 氨基酸、腐殖酸 ng/L~mg/L 多糖、蛋白质 ≤mg/L 沙、黏土、海洋生物 μg/L~mg/L
3、海水主要成分（常量元素）组成的恒定性 z1779年，Bergman最早对海水进行化学分析；z1819年，Marcet首次指出：海盐的化学组成基本 恒定；z1965年，Forchhammer测定世界海洋表层水Cl-、 SO42-、Mg2+、Ca2+、K+、Na+的浓度，发现元素之间的比值仅存在很小变化；z1884年，Dittmar分析了“挑战者”号采集的样品，结果与Forchhammer的相当吻合，但深水中的Ca2+浓度比表层水高约0.3%；z1965年，Culkin综合此前的数据，进一步证明海水常量元素组成相对恒定的观点。
6 Marcet-Dittmar恒比规律 海水的大部分常量元素，其含量比值基本上是不变的 离子 ClNa+SO42Mg2+Ca2+K+HCO3BrSr2+ 含量（g/kg，S=35） 19.34410.7732.7121.2940.4120.3990.1420.06740.0079 与氯度比值（g/kg/Cl‰） 0.5560.14000.06680.021250.02060非保守0.003480.00041
B 0.00445 0.00023 F- 0.00128 6.67×10-
5 不管盐度从一个地方到另一个地方如何变化，开阔大洋水中的常量元素的比值几乎是恒定的。
三大洋表层水主要阳离子与氯度的比值 0.55 Na/Cl 0.35 K/Cl Mg/Cl Ca/Cl0.15 -0.05Atlantic Pacific Indian 开阔大洋表层水与深层水主要阳离子与氯度的比值 0.60.50.40.30.20.1 0Na/Cl SurfaceDeep K/Cl Mg/Cl Ca/Cl 海水中常量元素恒定的原因 水体在海洋中的移动速率快于加入或迁出元素的化学过程的速率，因为加入或迁出水不会改变海洋中盐的总量，仅仅是离子浓度和盐度的改变。
7 恒比规律的引论： ①相对于海水混合速率，常量组分由河流输入海洋的速率是慢的，这也称为保守行为，但河口区与近岸污染严重海域例外； ②常量组分对海域生物过程、地球化学过程不敏感，仅受控于物理过程。
例外的情况包括：生物过程对Ca2+、Sr2+的影响；结冰和融冰对Na+、SO42-的影响；海底热液的影响等。
③恒比规律不适用于微量或痕量组分。
④恒比规律没有历史继承性，并非指海水之过去和 未来都有相似的规律。
⑤恒比规律表明常量组分具有保守性质，并不是说 这些组分未经任何化学等反应，仅仅是因为它们的浓度大到足以掩盖这些过程的效应。
4、海水常量组分组成非恒定性的影响因素
（1）河口区：河水输入对区域恒比规律有一定影响 S海eaw水ater Rive河rW水ater Ca2+Mg2+ Na+ K+ Cl- SO2-
4 Ca2+ Mg2+ K+ SO2-
4 Na+Cl- SiO2 HCO3-
（2）缺氧海盆：细菌的还原作用，使SO42-被还原为H2S，进而可通过形成FeS2、ZnS、CuS等沉淀将硫迁出水体，由此导致海水中的SO42-/Cl-非常低，偏离恒比规律。
（3）海冰的形成：海冰形成时，仅少量离子结合进入海冰，导致盐卤水常量组分比值偏离恒比规律。
海冰形成时，SO42-结合进入冰体，导致海冰具有高SO42-/Cl-比值，而残余水的SO42-/Cl-比值较低。
海冰形成过程中，CaCO3沉淀在海冰中的形成也会导致Ca/Cl比值的变化。
8
（4）矿物的沉淀与溶解：海洋中文石或方解石的沉淀会导致海水中Ca2+浓度的减少，而文石或方解石在深层水中的溶解可导致Ca2+浓度增加约1%，这就导致海水中Ca/Cl比值的变化。
DEPTH(m) m N归OR一M化AL后IZ的EDCaC2A+浓LC度IU（Mm(mMM）) 10.300 10.34 10.38 10.42 1000深度2000︵︶3000 4000 5000 太平洋水体中Ca2+浓度的垂直变化
（5）海底热液的输入：热液的注入对绝大多数海水主要成分的影响很小，但最近对海底热液的研究显示，一些常量组分也会发生变化，如Si和Ca浓度的增加，Mg、
K、B和SO42-浓度的降低等。
此外，在大西洋海脊处观察到高的F/Cl比值，也被归因于海底火山气体的注入。
（6）与盐卤水的混合：不同矿物，如NaCl（食盐）、CaCO3（文石）、CaSO4⋅2H2O（石膏）是在蒸发的不同阶段形成，即在不同时间以不同的速率迁出。
（7）海-气界面物质的交换：每年通过气泡释放至大气中的离子高达109吨，其中的绝大多数直接或间接地返回海洋。
在此过程中，由于气泡会将部分溶解组分和颗粒物选择性地富集在其表面并离开海洋，导致元素组成发生分馏。
由风引起的海水飞沫的搬运：Cl、Br、
F 海面的蒸发：
I、Br、
S、H2BO3气体溶入海水中：CO2、SO2、CH4
9
（8）沉积物间隙水的影响： 沉积物间隙水的一些常量组分与海水明显不同，例如，Ca2+浓度由于沉积物有机碎屑氧化释放出CO2，进而导致CaCO3的溶解而发生变化；SO42-因为细菌作用还原为H2S而发生变化。
另外，K+和其它一些阳离子会与黏土矿物进行离子交换而发生变化。
间隙水 中的Mg2+由于被绿泥石吸附或与CaCO3反应形成白云石而浓度降低；K+可通过长石的水解而富集。
另外，温度对间隙水的组成也有较大影响，因为固/液分配与温度有关。
因此，受沉积物间隙水影响的水体，其 常量组分会发生一定的变化。
第4节盐度与氯度 盐度提出的目的：衡量海水中溶解物质的总量。
通过将海水干燥并称重来测定含盐量的做法存在困难： 盐分 NaCl KCl K2SO4Na2SO4⋅xH2OMgCl2⋅xH2OCaCl2⋅xH2O MgCO3Ca(HCO3)
2 有机物 加热干燥后的变化 无变化无变化无变化无变化（水分在较低温度下损失）损失一些HCl损失一些HCl→MgO+CO2→CaCO3+CO2→CaO+2CO2→H2O+CO2 z对海水进行完全的化学分析是唯一可靠的测定海水实际含盐量的方法，但是这个方法实在是太复杂，难以实现常规的监测。
z寻找与海水盐度具有相关关系，而又能方便、准确测量的其它要素就成为海洋学家努力的方向。
一、克纽森盐度公式 1902年，丹麦海洋学家Knudsen等人建立了海水盐度、氯度定义，并给出了二者之间的经验公式。
盐度：在1kg海水中，将所有的碳酸盐转变为氧化物，所有的溴和碘为等摩尔的氯所取代，且所有有机物被氧化以后，所含全部固体物质的总克数。
单位：g/kg，以符号S‰表示。
反应式：MgCO3+2HCl→MgCl2+CO2↑+H2O↑（Ca同）Mg（HCO3）2+2HCl→MgCl2+CO2↑+H2O↑（Ca同）MgCl2→MgO+2HCl2Br-+Cl2→2Cl-+Br2↑2I-+Cl2→2Cl-+I2↑有机物→CO2↑+H2O↑ 10 克纽森盐度并非完全等同于原始海水中溶解固体物质的总含量 对于1kg35‰海水，，克纽森盐度与实际溶解固体物质含量的差异 物质溴转化为氯 CaCO3转化为CaO硼酸 有机物 计算值 67.3×(35.45−79.91)79.91 123.6×(16−60)60 26mg/kg1‾2mg/kg 变化（mg/kg）-37.5-90.6-26-1‾-
2 合计 -156 氯度：在1kg海水中，当溴和碘为等摩尔的氯所取代，所含氯的克数。
单位：g/kg，以符号Cl‰表示。
盐度与氯度之间的关系：测定氯度，再根据海水主要成分组成的恒定性 规律来计算盐度：S‰=0.030+1.8050×Cl‰ 二、1969年电导盐度定义 z1969年，英国国立海洋研究所Cox等通过测定氯度，再测定水样与标准海水的电导比，得到：S‰=1.80655×Cl‰S‰=-0.08996+28.29720R15+12.80832R152–10.67869R153+5.98624R154-1.32311R155其中，R15为15°C海水水样的电导率与该温度下35.0000‰标准海水的电导率比值。
z海水的电导率主要由常量离子（占99.8%）所贡献。
z存在问题：
（1）仍是建立在海水组成恒定的基础上，为近似的；
（2）水样均采自200m以浅，无法反映深海水成分的变化。
三、1978年实用盐度（psu） z根据此前有关盐度与氯度的大量工作，科学家们意识到有必要确立一种容易制作、性质稳定的溶液作为海水盐度测定的标准，通过采用相同的测定技术与标准物质，来确保不同实验室得到的盐度数据的可比性。
z1978年，Lewis和Perkin提出用KCl水溶液作为海水盐度测定的标准，并建议该KCl标准溶液的浓度应使其电导率与氯度为19.374的平均海水的电导率相同。
由此形成了此后广泛采用的实用盐度定义。
zpsu:practicalsalinityunits 11 z定义：在1个标准大气压下，15°C的环境温度下，海水样品 与标准KCl溶液的电导比。
以符号S表示，为无量纲的量。
∑
5 S= ai ⋅ Ri/215 i=
0 z对于任意温度下： ∑∑
5 S=a⋅Ri/2+ T−15 5 b⋅Ri/2 iTi=
0 1+K(T−15)i=0iT z由于海水离子组成，同一海水样品以氯度滴定测得的绝对 盐度SA与78实用盐度的关系如下： SA=a+b⋅S其中a、b为常数，依赖于海水组成。
对于国际标准海水， a=0、b=1.00488×10-
3。
四、海水密度 z海水状态方程（参考相关书籍）z密度表示方法：sigma-t（σt） σt=(ρ-1)×1000其中ρ为海水密度（g/cm3）。
z理论计算海水密度与实际密度的差别：对于S=35、温度为4°C的海水，查表得其σt为27.81，因此，海水密度为：ρ=σt/1000+1=27.81/1000+1=1.02781g/cm3 1000g盐度为35、温度为4°C海水的密度的理论计算 物质 质量 水 965.00 盐 35.00 海水 1000.00 a)NaCl从4~25°C的密度；b)质量/体积c)水体积+盐体积=海水体积 密度（g/cm3） 1.00002.165a1.0192b 计算的体积（质量/密度，cm3） 965.00 16.17 981.17c 实际密度大于计算密度的原因在于，水分子环绕阳离子形成密度更大的溶液，称为溶剂电缩。
五、海洋盐度的分布 z沿岸海域盐度变化很大，主要受控于河流径流与地下水的输入。
z在开阔大洋，表层水盐度主要受控于蒸发导致的水分损失与降雨导致的水分增加之间的相对平衡。
蒸 表层水盐度 发 － 降 雨 （ ） 蒸发−降雨 cm 开阔大洋表层水盐度随纬度的变化 12 全球海洋表层水盐度的空间分布 太平洋盐度的断面分布 大西洋盐度的断面分布 印度洋盐度的断面分布 13 第5节
海水化学组分的物理输送
一、水团运动 z海洋水体的运动主要由两个过程来完成，即平流和湍流。
z平流作用导致水体经历大尺度的净替换，而湍流作用是水分子的随机运动。
z海洋中绝大多数的平流输送是通过海流来实现的，地转流驱动的表层水的运动速率一般介于1‾10cm/s之间，而热盐环流驱动的深层水的运动速率一般仅0.01‾0.1cm/s。
z平流作用可将水体在水平与垂直方向上运动，最典型的例子即全球热盐环流。
z平流作用速率比湍流作用来得快，水团往往可保留住它们最后一次在海表面时所获得的温度、盐度特征，因此，可以利用深层水团独特的温度、盐度信号来追踪热盐环流的路径。
当然，相邻水团之间的湍流混合最终将磨灭这些独特的温盐信号。
全球海洋主要水团的温盐特征 类别中心水团高纬表层水团中层水团深层与底层水团 水团北大西洋水（NAC）南大西洋水（SAC）西北太平洋水（NPC）西南太平洋水（SPC） 印度洋水（IC）大西洋亚北极水太平洋亚北极水 亚南极水南大洋绕极水北极中层水（NAI）北太平洋中层水（NPI）南极中层水（AI）地中海中层水（MI）红海中层水（RSI）北大西洋深层与底层水（NAD和B）南极底层水（AB） 温度（°C）8‾196‾176‾1810‾177‾164‾53‾63‾100‾23‾54‾103‾76‾128‾122‾4-0.4 盐度35.1‾36.534.7‾36.034.0‾34.934.5‾35.634.5‾35.634.6‾34.733.5‾34.433.9‾34.734.6‾34.734.7‾34.934.0‾34.533.8‾34.735.3‾36.535.1‾35.734.8‾35.1 34.7 z水体的湍流混合受密度梯度所控制，由于海水垂向密度层化较强，因此，水平湍流作用比垂向湍流作用所起作用的空间尺度更大。
z对于绝大多数海洋水平环流，从技术上是无法区分水平平流与水平湍流在水体运动中各自的贡献。
z垂向湍流又称为涡动扩散，即与分子扩散相类似。
用于支持涡动扩散的能量主要来自海面风的作用、相邻水团之间的剪切力和沉积物—水界面的摩擦力。
z湍流混合作用比平流输送慢约103‾105倍。
14
二、物质输送的平流—扩散方程 z控制海水中保守性组分C浓度变化的等式： ∂[C] ∂2[C] ∂2[C] ∂2[C] ∂[C] ∂[C] ∂[C] ∂t=Dx[∂x2]+Dy[∂y2]+Dz[∂z2]−Vx[∂x]−Vy[∂y]−Vz[∂z] 本章小结 z宇宙、太阳与地球分别形成于距今约140亿年、50亿年和46亿年的时间，在地球形成后的8亿年时间里，通过地球的脱气作用和冷却，在距今约38亿年前形成了海洋。
z海水具有一系列特殊的物理、化学性质，包括高的冰点与沸点，高的热容量，异常的密度变化，较高的渗透压以及很好的溶解能力。
地球幸运地拥有大量性质独特的液态水，从而为地球生命的诞生与繁衍提供了物质基础。
z海水的化学组成在历史长河中并非一成不变，原始海水的
K、Mg、Ca浓度比现代海水来得高，而Na浓度比现代海水来得低。
但有证据显示，距今几亿年里，海水化学组成基本是恒定的。
z海水主要由Cl-、Na+、SO42-、Mg2+、Ca2+、K+、HCO3-、Br-等常量离子组成，海水中的常量元素占元素总量的99%以上，这就为人工海水的配制提供了可行性。
z常量元素组成一般符合Marcet-Dittmar恒比规律，即海水的大部分常量元素，其含量比值基本上是不变的。
但在河口区、缺氧海盆，以及受海冰形成、矿物沉淀与溶解、海底热液输入、盐卤水的混合、海-气界面物质交换和沉积物间隙水输入等过程的影响，常量元素的恒比规律可能会被打破。
15 z最早提出盐度的目的在于表征海水中溶解盐分的总量，现在所使用的实用盐度概念是基于海水样品与KCl标准溶液的电导比确定，为无量刚的量。
z沿岸海域由于受到河流径流与地下水输入的影响，盐度变化很大。
在开阔大洋，表层水盐度主要受控于蒸发导致的水分损失与降雨导致的水分增加之间的相对平衡。
z海水化学组分的物理输送主要通过水体的平流与湍流作用来实现，可应用平流—扩散方程表述。
作业题 ①如果将海洋的水分完全蒸发（盐度为S=35，海洋平均深度为4000m，海盐的密度假设为2.2g/cm3），请计算所形成盐层的厚度。
②计算S=38的海水中6种常量离子(Cl-、Na+、Mg2+、SO42-、Ca2+、K+)的浓度（mol/kg） ③如果海冰的密度大于海水，请想象海洋将成为什么样的图象。
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一、宇宙的形成 距今约140亿年前，一个比针尖还小的点发生大爆炸，宇宙从此诞生（伽莫夫，1948）。
物质粒子摆脱了能量的束缚，开始自发地排列起来形成现在的宇宙。
二、太阳的形成 距近约50亿年前，一快由气体和尘埃组成的巨大烟云在万有引力的重压下崩塌瓦解。
由于原子核发生熔化，使得云团中心处的温度变得非常高，密度也很大，太阳由此形成。
1 三、地球的形成 z太阳的引力开始对星云的其余部分产生吸引，随着太阳的逐渐增大，引力越来越强，直到除了零星碎片和部分气体，因为距离遥远和游移速度极快而保持孤立外，其余都被控制，各布其位。
最后，这些粒子和气体凝聚在一起，各星球包括地球就形成了 z地球形成初期，是一个炽热的火球，温度高达5000°
C，同时不断地经受数百万颗陨石的冲击。
地球形成初期是一个炽热的火球
三、地球的形成 z地球燃烧了100万年后才逐渐冷却，质量较大的铁、镍等金属物质在地心处沉积下来，形成一个灼热的、直径3000多公里的地核。
质量较轻的矿物质则不断上升，形成厚约3000多公里的地壳。
z地球形成的时间：距今46亿年z地球形成时间的证据：古老的矿物结晶体—锆石, 测定年代为44亿年前。
四、月亮的形成 年轻的地球与一个火星大小的、高速运动的星体发生碰撞，冲击力将地球表层掀掉一大块。
这块被剥离的熔岩状星体外壳溅落到太空中，绕着地球的轨道飞行。
10亿年后才被地球引力揉成一个小星球，即为月球。
证据：在月球上发现地球的星体残片以及其他来自地球的物质。
五、海洋的形成 z地球形成初期，火山活动持续不断，底下熔融的岩浆从地表爆发出来，释放出CO2、N2、CH4、H2和水蒸汽，此为地球的脱气作用。
z约40亿年前，大气层中以水蒸气、CO2为主，随着地球的继续冷却，聚集在大气中的水蒸气转化为一场持续几百万年的滂沱大雨，加上带有冰的彗星不断地落在地球上。
水蒸气的冷凝及冰的融化形成液态水，水累积在低洼地带，形成海洋。
z海洋形成时间：38亿年前。
2 地球的演化历史 第3节海水的化学组成
1、水的特殊性质及其意义海水中含量最多的元素是氢和氧(水)
（1）异常高的冰点与沸点，导致其高的热容量：水所具有的高热容量对于维持地球的气候与生命具有重要意义。
夏天的时候，热被储存在海洋中，而到冬天的时候再将其辐射回大气，由此使地球的气候较为舒适。
这也是为何沿海地区夏天没有内陆地区来得热，而冬天没有内陆地区来得冷的原因。
水分子具有异常高的熔点和沸点
（2）异常的密度变化： 对于中纬度地区水中生物的生存具有重要意义。
当冬季接近的时候，表层水变冷，密度的增加导致这些水往深层下沉。
此过程不断连续进行直至水温降低至4°C以下，在更低温度的时候，进一步的冷却使水的密度降低，此时下沉停止了。
如果气温达到0°
C，冰首先在表层形成，并成为下覆水体与大气冷却的屏障，延缓深层水的结冰。
因此，结冰是从表层往下进行的。
这也就保护了水中鱼类等生物免于被冻死。
水密度随温度的变化
3
（3）水是极好的溶剂 NaCl在水中的溶解
（4）水中盐分的增加导致冰点的降低以及达到最大密度的温度降低 冰点与最大密度温度与盐度的关系
（5）水中盐分的增加导致渗透压增加 水中的高离子浓度使海水较纯水具有高的渗透压。
渗透压的差异会导致水分子跨越半透膜从低盐区域向高盐区域扩散，当两边盐浓度相同时，水的净扩散就停止了。
最典型的天然半透膜就是细胞膜，许多海洋生物细胞内体液的盐含量与海水是接近的，这就是他们几乎不用耗费多的能量来维持体内与海水之间的盐浓度平衡。
哺乳动物血液中的盐浓度与海水也是接近的（3.5%wt/v），这并不奇怪，因为生物看来是在海洋中演化起来的。
第3节海水的化学组成
一、原始海水的化学组成 z自地球上海洋形成起，就进行着蒸发—冷凝构成的水循环。
水对其接触的岩石进行风化，岩石变成了碎屑，元素溶于水中，由此形成了海水。
z海水中的大多数阳离子组分由此而来。
通过海洋中发生的各种过程，海水生成沉淀物和成岩作用等。
z原始海水组成可视为由0.3MHCl溶液与岩石接触，溶解Ca、Mg、
K、Na、Fe、Al等元素，中和后，Fe、Al等以氢氧化物沉淀，把无机物和有机物沉积到海底
4 30亿年前海水化学组成与现代海水的比较 年代 Mg2+ Ca2+ Na+ K+ （%） 30亿年前海水13~2423~2930~47 17 现代海水 10.7 3.2 83.1 3.0 z30亿年前的海水，其K浓度比现代海水来得高，而Na浓度比现代海水来得低。
原因在于：玄武岩与HCl作用生成黏土矿物，它们与海水发生Na+和K+、H+的交换反应，结果是不仅使海水的pH‾
8，而且K+被黏土矿物吸附，而水中Na+浓度升高。
z30亿年前的海水，其Mg、Ca浓度比现代海水来得高。
原因在于：海水变 成中性后，大气CO2进入海水并开始有CaCO3沉淀形成，Mg同时也发生共沉淀，结果海水中的Mg、Ca浓度逐渐降低。
z海水中的许多阴离子，如
F、Cl、Br、
I、S、As等，它们在海水中的含量远 比从岩石溶出的要多，可能是火山、海底热液等输入的缘故。
二、海水化学组成的变迁 海水化学组成至少在几亿年内基本恒定，证据包括：
z贝壳的Sr/Ca比看，2‾6亿年前海水的主要元素和Sr/Ca比与现代海水相近；z寒武纪的沉积物看，可能20亿年前海水中主要化学组分浓度与现代相近。
三、现代海水的化学组成
1、元素存在形态 海洋物质：
（1）颗粒物质：由海洋生物碎屑等形成的颗粒有机 物和各种矿物所构成的颗粒无机物；
（2）胶体物质：多糖、蛋白质等构成的胶体有机物 和Fe、Al等无机胶体；
（3）气体：保守性气体（N2、Ar、Xe）和非保守气 体（O2、CO2）；
（4）真正溶解物质：溶解于海水中的无机离子和分子 以及小分子量的有机分子。
海洋物质的粒径区分标准 类别颗粒物质 胶体溶解物质 颗粒粒径（μm）≥0.1 0.001~0.1≤0.001 实际工作中，一般以孔径为0.4μm的滤膜过滤海水，被滤膜截留的称为颗粒物，通过滤膜的称为溶解物质，其中包含了胶体物质（操作性定义）。
5 各种物质粒径大小及对应的分离方法
2、海水的元素组成
（1）常量元素：大于0.05mmol/kg，有11种阳离子：Na+、K+、Ca2+、Mg2+、Sr2+阴离子：Cl-、SO42-、Br-、HCO3-(CO32-)、F-（Si例外）分子：HBO3以上占海水总盐分的99%。
（2）微量元素：0.05~50μmol/kg
（3）痕量元素：0.05~50nmol/kg和<50pmol/kg
（4）营养盐：
N、P、Si（主要营养盐）、Mn、Fe、Cu、Zn （微量营养盐）等,它们与海洋生物生长密切相关
（5）溶解气体：O2、CO2、N2、惰性气体等。
（6）有机物质 海水化学组成（以浓度高低排序） 类别常量离子微量离子 气体 营养盐 痕量金属 溶解有机物质胶体 颗粒物质 例子 浓度范围 Cl-、Na+、Mg2+、SO42-、Ca2+、K+HCO3-、Br-、Sr2+、F- N2、O2、Ar、CO2、N2O、(CH3)2S、H2S、H2、CH4 NO3-、NO2-、NH4+、PO43-、H4SiO4Ni、Li、Fe、Mn、Zn、Pb、Cu、 Co、
U、Hg mMμMnM~mMμM<0.05μ
M 氨基酸、腐殖酸 ng/L~mg/L 多糖、蛋白质 ≤mg/L 沙、黏土、海洋生物 μg/L~mg/L
3、海水主要成分（常量元素）组成的恒定性 z1779年，Bergman最早对海水进行化学分析；z1819年，Marcet首次指出：海盐的化学组成基本 恒定；z1965年，Forchhammer测定世界海洋表层水Cl-、 SO42-、Mg2+、Ca2+、K+、Na+的浓度，发现元素之间的比值仅存在很小变化；z1884年，Dittmar分析了“挑战者”号采集的样品，结果与Forchhammer的相当吻合，但深水中的Ca2+浓度比表层水高约0.3%；z1965年，Culkin综合此前的数据，进一步证明海水常量元素组成相对恒定的观点。
6 Marcet-Dittmar恒比规律 海水的大部分常量元素，其含量比值基本上是不变的 离子 ClNa+SO42Mg2+Ca2+K+HCO3BrSr2+ 含量（g/kg，S=35） 19.34410.7732.7121.2940.4120.3990.1420.06740.0079 与氯度比值（g/kg/Cl‰） 0.5560.14000.06680.021250.02060非保守0.003480.00041
B 0.00445 0.00023 F- 0.00128 6.67×10-
5 不管盐度从一个地方到另一个地方如何变化，开阔大洋水中的常量元素的比值几乎是恒定的。
三大洋表层水主要阳离子与氯度的比值 0.55 Na/Cl 0.35 K/Cl Mg/Cl Ca/Cl0.15 -0.05Atlantic Pacific Indian 开阔大洋表层水与深层水主要阳离子与氯度的比值 0.60.50.40.30.20.1 0Na/Cl SurfaceDeep K/Cl Mg/Cl Ca/Cl 海水中常量元素恒定的原因 水体在海洋中的移动速率快于加入或迁出元素的化学过程的速率，因为加入或迁出水不会改变海洋中盐的总量，仅仅是离子浓度和盐度的改变。
7 恒比规律的引论： ①相对于海水混合速率，常量组分由河流输入海洋的速率是慢的，这也称为保守行为，但河口区与近岸污染严重海域例外； ②常量组分对海域生物过程、地球化学过程不敏感，仅受控于物理过程。
例外的情况包括：生物过程对Ca2+、Sr2+的影响；结冰和融冰对Na+、SO42-的影响；海底热液的影响等。
③恒比规律不适用于微量或痕量组分。
④恒比规律没有历史继承性，并非指海水之过去和 未来都有相似的规律。
⑤恒比规律表明常量组分具有保守性质，并不是说 这些组分未经任何化学等反应，仅仅是因为它们的浓度大到足以掩盖这些过程的效应。
4、海水常量组分组成非恒定性的影响因素
（1）河口区：河水输入对区域恒比规律有一定影响 S海eaw水ater Rive河rW水ater Ca2+Mg2+ Na+ K+ Cl- SO2-
4 Ca2+ Mg2+ K+ SO2-
4 Na+Cl- SiO2 HCO3-
（2）缺氧海盆：细菌的还原作用，使SO42-被还原为H2S，进而可通过形成FeS2、ZnS、CuS等沉淀将硫迁出水体，由此导致海水中的SO42-/Cl-非常低，偏离恒比规律。
（3）海冰的形成：海冰形成时，仅少量离子结合进入海冰，导致盐卤水常量组分比值偏离恒比规律。
海冰形成时，SO42-结合进入冰体，导致海冰具有高SO42-/Cl-比值，而残余水的SO42-/Cl-比值较低。
海冰形成过程中，CaCO3沉淀在海冰中的形成也会导致Ca/Cl比值的变化。
8
（4）矿物的沉淀与溶解：海洋中文石或方解石的沉淀会导致海水中Ca2+浓度的减少，而文石或方解石在深层水中的溶解可导致Ca2+浓度增加约1%，这就导致海水中Ca/Cl比值的变化。
DEPTH(m) m N归OR一M化AL后IZ的EDCaC2A+浓LC度IU（Mm(mMM）) 10.300 10.34 10.38 10.42 1000深度2000︵︶3000 4000 5000 太平洋水体中Ca2+浓度的垂直变化
（5）海底热液的输入：热液的注入对绝大多数海水主要成分的影响很小，但最近对海底热液的研究显示，一些常量组分也会发生变化，如Si和Ca浓度的增加，Mg、
K、B和SO42-浓度的降低等。
此外，在大西洋海脊处观察到高的F/Cl比值，也被归因于海底火山气体的注入。
（6）与盐卤水的混合：不同矿物，如NaCl（食盐）、CaCO3（文石）、CaSO4⋅2H2O（石膏）是在蒸发的不同阶段形成，即在不同时间以不同的速率迁出。
（7）海-气界面物质的交换：每年通过气泡释放至大气中的离子高达109吨，其中的绝大多数直接或间接地返回海洋。
在此过程中，由于气泡会将部分溶解组分和颗粒物选择性地富集在其表面并离开海洋，导致元素组成发生分馏。
由风引起的海水飞沫的搬运：Cl、Br、
F 海面的蒸发：
I、Br、
S、H2BO3气体溶入海水中：CO2、SO2、CH4
9
（8）沉积物间隙水的影响： 沉积物间隙水的一些常量组分与海水明显不同，例如，Ca2+浓度由于沉积物有机碎屑氧化释放出CO2，进而导致CaCO3的溶解而发生变化；SO42-因为细菌作用还原为H2S而发生变化。
另外，K+和其它一些阳离子会与黏土矿物进行离子交换而发生变化。
间隙水 中的Mg2+由于被绿泥石吸附或与CaCO3反应形成白云石而浓度降低；K+可通过长石的水解而富集。
另外，温度对间隙水的组成也有较大影响，因为固/液分配与温度有关。
因此，受沉积物间隙水影响的水体，其 常量组分会发生一定的变化。
第4节盐度与氯度 盐度提出的目的：衡量海水中溶解物质的总量。
通过将海水干燥并称重来测定含盐量的做法存在困难： 盐分 NaCl KCl K2SO4Na2SO4⋅xH2OMgCl2⋅xH2OCaCl2⋅xH2O MgCO3Ca(HCO3)
2 有机物 加热干燥后的变化 无变化无变化无变化无变化（水分在较低温度下损失）损失一些HCl损失一些HCl→MgO+CO2→CaCO3+CO2→CaO+2CO2→H2O+CO2 z对海水进行完全的化学分析是唯一可靠的测定海水实际含盐量的方法，但是这个方法实在是太复杂，难以实现常规的监测。
z寻找与海水盐度具有相关关系，而又能方便、准确测量的其它要素就成为海洋学家努力的方向。
一、克纽森盐度公式 1902年，丹麦海洋学家Knudsen等人建立了海水盐度、氯度定义，并给出了二者之间的经验公式。
盐度：在1kg海水中，将所有的碳酸盐转变为氧化物，所有的溴和碘为等摩尔的氯所取代，且所有有机物被氧化以后，所含全部固体物质的总克数。
单位：g/kg，以符号S‰表示。
反应式：MgCO3+2HCl→MgCl2+CO2↑+H2O↑（Ca同）Mg（HCO3）2+2HCl→MgCl2+CO2↑+H2O↑（Ca同）MgCl2→MgO+2HCl2Br-+Cl2→2Cl-+Br2↑2I-+Cl2→2Cl-+I2↑有机物→CO2↑+H2O↑ 10 克纽森盐度并非完全等同于原始海水中溶解固体物质的总含量 对于1kg35‰海水，，克纽森盐度与实际溶解固体物质含量的差异 物质溴转化为氯 CaCO3转化为CaO硼酸 有机物 计算值 67.3×(35.45−79.91)79.91 123.6×(16−60)60 26mg/kg1‾2mg/kg 变化（mg/kg）-37.5-90.6-26-1‾-
2 合计 -156 氯度：在1kg海水中，当溴和碘为等摩尔的氯所取代，所含氯的克数。
单位：g/kg，以符号Cl‰表示。
盐度与氯度之间的关系：测定氯度，再根据海水主要成分组成的恒定性 规律来计算盐度：S‰=0.030+1.8050×Cl‰ 二、1969年电导盐度定义 z1969年，英国国立海洋研究所Cox等通过测定氯度，再测定水样与标准海水的电导比，得到：S‰=1.80655×Cl‰S‰=-0.08996+28.29720R15+12.80832R152–10.67869R153+5.98624R154-1.32311R155其中，R15为15°C海水水样的电导率与该温度下35.0000‰标准海水的电导率比值。
z海水的电导率主要由常量离子（占99.8%）所贡献。
z存在问题：
（1）仍是建立在海水组成恒定的基础上，为近似的；
（2）水样均采自200m以浅，无法反映深海水成分的变化。
三、1978年实用盐度（psu） z根据此前有关盐度与氯度的大量工作，科学家们意识到有必要确立一种容易制作、性质稳定的溶液作为海水盐度测定的标准，通过采用相同的测定技术与标准物质，来确保不同实验室得到的盐度数据的可比性。
z1978年，Lewis和Perkin提出用KCl水溶液作为海水盐度测定的标准，并建议该KCl标准溶液的浓度应使其电导率与氯度为19.374的平均海水的电导率相同。
由此形成了此后广泛采用的实用盐度定义。
zpsu:practicalsalinityunits 11 z定义：在1个标准大气压下，15°C的环境温度下，海水样品 与标准KCl溶液的电导比。
以符号S表示，为无量纲的量。
∑
5 S= ai ⋅ Ri/215 i=
0 z对于任意温度下： ∑∑
5 S=a⋅Ri/2+ T−15 5 b⋅Ri/2 iTi=
0 1+K(T−15)i=0iT z由于海水离子组成，同一海水样品以氯度滴定测得的绝对 盐度SA与78实用盐度的关系如下： SA=a+b⋅S其中a、b为常数，依赖于海水组成。
对于国际标准海水， a=0、b=1.00488×10-
3。
四、海水密度 z海水状态方程（参考相关书籍）z密度表示方法：sigma-t（σt） σt=(ρ-1)×1000其中ρ为海水密度（g/cm3）。
z理论计算海水密度与实际密度的差别：对于S=35、温度为4°C的海水，查表得其σt为27.81，因此，海水密度为：ρ=σt/1000+1=27.81/1000+1=1.02781g/cm3 1000g盐度为35、温度为4°C海水的密度的理论计算 物质 质量 水 965.00 盐 35.00 海水 1000.00 a)NaCl从4~25°C的密度；b)质量/体积c)水体积+盐体积=海水体积 密度（g/cm3） 1.00002.165a1.0192b 计算的体积（质量/密度，cm3） 965.00 16.17 981.17c 实际密度大于计算密度的原因在于，水分子环绕阳离子形成密度更大的溶液，称为溶剂电缩。
五、海洋盐度的分布 z沿岸海域盐度变化很大，主要受控于河流径流与地下水的输入。
z在开阔大洋，表层水盐度主要受控于蒸发导致的水分损失与降雨导致的水分增加之间的相对平衡。
蒸 表层水盐度 发 － 降 雨 （ ） 蒸发−降雨 cm 开阔大洋表层水盐度随纬度的变化 12 全球海洋表层水盐度的空间分布 太平洋盐度的断面分布 大西洋盐度的断面分布 印度洋盐度的断面分布 13 第5节
海水化学组分的物理输送
一、水团运动 z海洋水体的运动主要由两个过程来完成，即平流和湍流。
z平流作用导致水体经历大尺度的净替换，而湍流作用是水分子的随机运动。
z海洋中绝大多数的平流输送是通过海流来实现的，地转流驱动的表层水的运动速率一般介于1‾10cm/s之间，而热盐环流驱动的深层水的运动速率一般仅0.01‾0.1cm/s。
z平流作用可将水体在水平与垂直方向上运动，最典型的例子即全球热盐环流。
z平流作用速率比湍流作用来得快，水团往往可保留住它们最后一次在海表面时所获得的温度、盐度特征，因此，可以利用深层水团独特的温度、盐度信号来追踪热盐环流的路径。
当然，相邻水团之间的湍流混合最终将磨灭这些独特的温盐信号。
全球海洋主要水团的温盐特征 类别中心水团高纬表层水团中层水团深层与底层水团 水团北大西洋水（NAC）南大西洋水（SAC）西北太平洋水（NPC）西南太平洋水（SPC） 印度洋水（IC）大西洋亚北极水太平洋亚北极水 亚南极水南大洋绕极水北极中层水（NAI）北太平洋中层水（NPI）南极中层水（AI）地中海中层水（MI）红海中层水（RSI）北大西洋深层与底层水（NAD和B）南极底层水（AB） 温度（°C）8‾196‾176‾1810‾177‾164‾53‾63‾100‾23‾54‾103‾76‾128‾122‾4-0.4 盐度35.1‾36.534.7‾36.034.0‾34.934.5‾35.634.5‾35.634.6‾34.733.5‾34.433.9‾34.734.6‾34.734.7‾34.934.0‾34.533.8‾34.735.3‾36.535.1‾35.734.8‾35.1 34.7 z水体的湍流混合受密度梯度所控制，由于海水垂向密度层化较强，因此，水平湍流作用比垂向湍流作用所起作用的空间尺度更大。
z对于绝大多数海洋水平环流，从技术上是无法区分水平平流与水平湍流在水体运动中各自的贡献。
z垂向湍流又称为涡动扩散，即与分子扩散相类似。
用于支持涡动扩散的能量主要来自海面风的作用、相邻水团之间的剪切力和沉积物—水界面的摩擦力。
z湍流混合作用比平流输送慢约103‾105倍。
14
二、物质输送的平流—扩散方程 z控制海水中保守性组分C浓度变化的等式： ∂[C] ∂2[C] ∂2[C] ∂2[C] ∂[C] ∂[C] ∂[C] ∂t=Dx[∂x2]+Dy[∂y2]+Dz[∂z2]−Vx[∂x]−Vy[∂y]−Vz[∂z] 本章小结 z宇宙、太阳与地球分别形成于距今约140亿年、50亿年和46亿年的时间，在地球形成后的8亿年时间里，通过地球的脱气作用和冷却，在距今约38亿年前形成了海洋。
z海水具有一系列特殊的物理、化学性质，包括高的冰点与沸点，高的热容量，异常的密度变化，较高的渗透压以及很好的溶解能力。
地球幸运地拥有大量性质独特的液态水，从而为地球生命的诞生与繁衍提供了物质基础。
z海水的化学组成在历史长河中并非一成不变，原始海水的
K、Mg、Ca浓度比现代海水来得高，而Na浓度比现代海水来得低。
但有证据显示，距今几亿年里，海水化学组成基本是恒定的。
z海水主要由Cl-、Na+、SO42-、Mg2+、Ca2+、K+、HCO3-、Br-等常量离子组成，海水中的常量元素占元素总量的99%以上，这就为人工海水的配制提供了可行性。
z常量元素组成一般符合Marcet-Dittmar恒比规律，即海水的大部分常量元素，其含量比值基本上是不变的。
但在河口区、缺氧海盆，以及受海冰形成、矿物沉淀与溶解、海底热液输入、盐卤水的混合、海-气界面物质交换和沉积物间隙水输入等过程的影响，常量元素的恒比规律可能会被打破。
15 z最早提出盐度的目的在于表征海水中溶解盐分的总量，现在所使用的实用盐度概念是基于海水样品与KCl标准溶液的电导比确定，为无量刚的量。
z沿岸海域由于受到河流径流与地下水输入的影响，盐度变化很大。
在开阔大洋，表层水盐度主要受控于蒸发导致的水分损失与降雨导致的水分增加之间的相对平衡。
z海水化学组分的物理输送主要通过水体的平流与湍流作用来实现，可应用平流—扩散方程表述。
作业题 ①如果将海洋的水分完全蒸发（盐度为S=35，海洋平均深度为4000m，海盐的密度假设为2.2g/cm3），请计算所形成盐层的厚度。
②计算S=38的海水中6种常量离子(Cl-、Na+、Mg2+、SO42-、Ca2+、K+)的浓度（mol/kg） ③如果海冰的密度大于海水，请想象海洋将成为什么样的图象。
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